Nous avons récupéré les sismomètres en 2008 après un an de déploiement, mais aussi en 2009-2012 dans le cadre des expériences MOMAR et ESONET. Tous ont marché et ont enregistré le bruit du fond local ainsi que les tremblements de terre locaux et distants. Nous avons traité les premières deux années de données manuellement, identifiant une sismicité clustérisé sous le sommet du volcan qui semble être principalement contrôlé par la circulation hydrothermale qui alimente le champ hydrothermal au sommet du volcan. La plupart des séismes sont alignés le long d'une étroit « couloir » au nord du champ hydrothermal, dont le fond est bien défini à quelques centaines de mètres au-dessus de la chambre magmatique. Une crise de sismicité dans la deuxième année correspondrait à un approfondissement de cette base, indiquant une changement à l'intérieur du système : soit une pénétration plus profonde de la fluide hydrothermale dans la roche, soit un effondrement de cette roche dû au refroidissement de la chambre magmatique [Crawford et al., 2013]. Une étude menée par Fabrice Fontaine, inspirée par cette distribution de sismicité, a montré que les conditions de porosité que nous avons proposé pour expliquer notre sismicité étaient non-seulement cohérant avec une circulation hydrothermale le long de l'axe mais aussi nécessaire pour une circulation le long de l'axe [Fontaine et al., 2014]. Entre autres résultats, ils ont démontré que la région de faible sismicité sous les sorties hydrothermales à la surface correspond à une région de faible extraction de chaleur aux limites des cellules de circulation.

Figure : Séismicité au sommet du volcan « Lucky Strike » mise en évidence par déploiement des sismomètres fond de mer en 2007-2008 et 2008-2009. Gauche : vu de haut, avec les sites hydrothermaux indiqués en noir (focalisés) et gris (diffuses). Les lignes pointillés rouges indique les limites du chambre magmatique qui se situe à environ 3 km sous le sol. Cercles indique épicentres des séismes, divisés en clusters au Nord (vert), Sud (bleu) et Est (violet) du champs. Droite : évolution temporelle de la sismicité avec le temps, en haut la nombre cumulé des séismes dans chacun des clusters, mettant en évidence une crise sismique entre Avril et Juillet 2009. En bas, la profondeur des séismes dans le cluster nord, qui approfondisse clairement pendant cette crise. De Crawford et al. [EPSL, 2013].

Nous avons développé un système de pointage automatique des premières arrivées des ondes P et S pour les données des années suivantes [Baillard et al., 2014].  Ceci nous a permis d'extraire et d'analyser plus facilement les 10% des évènements qui sont à l'intérieur de notre réseau (la plupart des évènements ressentis viennent des bouts du segment, à plusieurs apertures de distance et donc mal localisables). Un sujet de Masters 2 a été fait en 2011-2012 à ce sujet (A. Jourdain) et nous cherchons une bourse de thèse pour poursuivre l'étude de les années suivantes. Un des sujets serait les mécanismes focaux des plus grands séismes sur le sommet (Ml 0.5-1.6), qui semblent être constants entre plusieurs séismes dans la même localisation, mais de changer rapidement autour du volcan, ce qui pourrait indiquer une géométrie complexe de construction et d'effondrement. Avec seulement 5 stations sismologiques, il est difficile de faire des mécanismes focaux pour un seul séisme, mais un travail sur plusieurs séismes co-localisés et une orientation des stations par de tel séismes devrait permettre une bonne contrainte.

Finalement, les données de jauge de pression différentiels étaient utilisées pour calibrer/vérifier les données de pressions absolues dans une étude du lien entre les ondes océaniques infragravitaires de l'océan profonde et les conditions des vagues à la surface de la mer sur les côtes de l'océan [Crawford et al., soumis].